Шило Н.А. Учение о россыпях. Теория россыпеобразующих рудных формаций и россыпей
Подождите немного. Документ загружается.
Та
б л
и
ц
а
4.5
ГеОЛОГQ
-мннер:vtог
ичские
типы
руд
Содержание
(8
%)
полезного
KOMnOHellTa
Геол
.
-про
мыш
л
.
Минер
.
-тех
нолог
.
NЬ
2
0
з
V
2
0
з
LТR
2
О
з
SС20з
Р
2
0
з
1:
Fе
20з
1.
Коренные
кар-
Фосфатно-
редкометалл
ьны
й
021
005
100
001
387
7,00
бонатиты
Редкометалльный
020 005
100
001
1
13
1200
2.
Латериты
по
сидертовый
0
,8
5 0,20
3-4
005
6,00
41
,0
карбонатитам
гетитовый
0,84 0,20
3-4
005
420
51
О
сидерит-франколитовый
072
О
15
2- 3
005
1850
1500
гетит-франколитовый
0,74
О
15
2-3
005
17
О
28
О
3.
В
переотложен
-
Каоли
н
ит-
крандаллитовые
3,93 0,50
10
,28
0,04
13,21
9,14
ной
коре
(среднее
по
меСТОРОЖдению)
4.
Осадочные
Пирохлор-монацит
571
066
1228
0056
13,90 1293
пермские
породы
Кра
ндаллит-
каоли
н
итовый
0,40
0,1 1
-2
0,01
2,00 2,30
Таким
образом,
приведенные
данные
показывают,
что
в
пробах
группа
редкоземельных
элементов
резко
обогащена
La
,
Се,
Р
г,
Nd,
отчасти
Sm
и
Gd.
Н
етрудно
понять
,
особенно
если
учесть
тип
руд
(табл.
4.5, 4.6),
с
которыми
связаны
наиболее
высокие
их
концентрации,
что
сепарация
рудного
вещества
от
петрогенного
комплекса
с
последующим
удалением
последнего
за
пределы
рудного
поля
происходила
при
активных
ритмично
повторявшихся
гиперген
ных
процессах,
вероятно,
определявшихся
сменой
климатических
обстановок
инеустойчивой
флювиальной
деятельностью
.
П
ереработка
химических
кор
выветривания,
формировавшихся
на карбонатитах,
по-видимому,
играла
ре-
Т
а
б
л и
ц
а
4.6
Компоненты
Проба
4
Проба
5
Компон
енты
Проб
а
4
П
роба
5
Si0
2
5,67 4,
71
ТR
2
О
з
+
V
2
О
з
12
,64
11
,72
Тi0
2
7,8 6,
03
V
2
О
з
0,66 0,58
Al
2
0з
15,11
16
,36
La
2
О
з
3,26
3,03
Fе
2
0
з
10,39
12
,
55
СеО
2
6,
13
5,72
FeO 2,47 2,37
Nd
2
0
з
1,98 1,82
MgO
0,5
0,5
РГ
2
0
з
0,6
12
0,567
МпО
0,26 0,39
SС
2
0
з
0,
061
0,057
С
а
О
3,23 0,90
У
2
О
5
1,
44
1
,37
NЗ
2
0
0,
13
0,
14
СнО
0,29
0,32
К
2
О
0,
18
0,13
РЬО
0,22 0,18
P20 s
1357
13
,38
ZnO
0,22
0,21
Nb
2
0S
6,45 6,73
С
орг
.
0,25
0,15
Та
2
0
5
0,018 0,
01
СО
2
3,19
2,
54
Th0
2
0,
148
0,158
S
суло.ф
.
0,42 0,35
U0
2
0,027 0,027 F
0,68 0,63
SrO
3,57 4,40
ппп
11,93
11,42
ВаО
3,65 3,96
Н
2
О
+
8,55 5,14
ZГ0
2
0,250
0,2
08
Н
2
0
-
0,72
0,89
180
шающую
роль
в
концентрации
редкоземельных
элементов
в
возникавшей
рудной
залежи.
Как
считает
С.
М.
К
равченко
[1998],
перемыв
продуктов
хи
мического
выветривания
приводил
к
возрастанию
концентрации
в
песках
,
например
,
Nb -
в
6,8
раза
,
Се
-
в
5,4
раза
.
Таким
образом
,
образование
крупного
и
уникального
редкометалльного
месторождения
Томтор
происходило при
сочетании
нескольких
благоприят
ных
факторов
,
к
которым
можно
отнести:
а)
рудоносность
карбонатитов
,
крайне
податливых
к
выветриванию
в
экзогенных
условиях,
б)
гипергенную
устойчивость
минералов
рудного
комплекса,
в)
неоднократно
повторявшиеся
процессы
образования
коры
химического
выветривания,
ритмично
сменяв
шиеся
флювиальной
переработкой
ее
продуктов
.
В
се
это
приводило
к
удале
нию
продуктов
выветривания
карбонатитов
за
пределы
рудного
поля
и рез
кому
обогащению
рудным
веществом
остававшейся
массы
флювиальная
дея
тельность
открытых
потоков
способствовала
возрастанию
концентрации
руд
ных
минералов
.
Детали
этого
процесса
скрыты
в
суммарном
эффекте
взаимо
действия
литосферы,
гидросферы
и
атмосферы,
благодаря
чему
возникло
уникальное
редкометалльное
месторождение.
Ро
сс
ыn
е
образующая
ро
л.
ь
циРКОllиевых
u
ред
к
ометал.л.ыIх
формаций
Россыпеобразующая
роль
этих
рудных
формаций
определяется
целым
ря
дом
весьма
специфических
свойств,
присущих
только
цирконий-редкоме
талльному
оруденению
.
Они
обусловлены
генетической
связью
со
щелочным
магматизмом,
проявляющимся
в
ходе
развития
одного
из
главных
структур
ных
элементов
земной
коры
-
платформ,
их
жестких
консолидированных
частей,
т.
е
.
щитов,
массивов
и
т
.
д
.
В
этих
структурах
возможна
сопряжен
ность
щелочного
магматизма
и
рифтогенеза
.
Мобильным
подвижным
зонам,
как
правило
,
не
свойствен
щелочной
магматизм,
хотя
его
проявления
встре
чаются
в
пределах
и
этих
структур
.
Наблюдающиеся
пространственное,
структурное
и
геохимическое
обособления
щелочных
пород
со
своим
край
ним
членом,
к
которым
относятся
карбонатиты,
конечно
же,
и
определило
своеобразные
черты
рудных
россыпеобразующих
формаций
редкометалльной
ассоциации.
В
связи
с
россыпеобразующей
ролью
этих
формаций
привлекают
внимание
две
их
особенности.
Во-первых
,
для
этих
формаций
характерна
да
же
в
геологическом
времени
длительность
субаэрального
развития
рудных
полей
как
циркониевой,
так
и
редкометалльной
минерализации
;
во-вторых
,
вещественный
состав
пород
,
слагающих
эти
поля
и
особенно
отдельные
чле
ны
рудно
-
магматических
комплексов
,
как
правило
,
представлен
многофаци
альными
и
полихронными
интрузиями
и
сопровождающими
их
пегматито
выми
поясами
,
фенитизированными
породами
и
гидротермалитами
.
Длительность
субаэральной
экс
позиции
рудных
полей
этих
формаций
определяет
весьма
продолжительное
в
их
пре
делах
ра
зв
итие
гипергенных
процессов,
причем
чаще
всего
протекающих
бе
з
активного
механического
удаления
возникающего
элювиального
материала
.
Такой
характер
экзоген
ного
преобразования
щелочноземельных
и
карбонатитовых
массивов
с
цир-
181
кониевой
и
редкометалльной
минерализацией
способствует
развитию
сущест
венно
геохимических
процессов
,
проявляющихся
в
определенной
вертикаль
ной
зоне
рудных
полей.
Они
сопровождаются
экзогенным
минералообразо
ванием,
удалением
за
их
пределы
наиболее
подвижных
компонентов
в
форме
растворенных
солей,
возникающих
при
разрушении
гипергенно
неустойчи
вых
минералов.
Таким
образом,
происходит
формирование
мощных
разно
профильных,
но
в
основном
оксидных
кор
химического
выветривания
с
оста
точным
накоплением
наиболее
устойчивых
минеральных
ассоциаций
.
Ими
,
как
нетрудно
понять,
как
раз
и
являются
россыпеобразующие
циркониевые
и
редкоземельные
минералы
.
Иногда
такой
процесс,
часто
растягивающийся
на
целые
геологические
эпохи,
может
прерываться
развитием
флювиальной
дея
тельности
сосредоточенных
водных
потоков
или
возникновением
транс
грессий
моря,
когда
происходит
смена
субаэрального
режима
на
морской
и
коры
выветривания
подвергаются
переработке
в
волноприбойной
зоне,
со
провождающейся
образованием
в
литорали
прибрежно-морских
россыпей
.
При
повторном
выходе
рудных
полей
из-под
уровня
моря
могут
развиваться
процессы
химического
выветривания
в
субаэральных
условиях
и
т.
д
.
Масш
табы
гипергенной
переработки
описанных
формаций
в
периоды
перехода
их
в
субаэральную
стадию
развития
часто
характеризуются
карбо
натным
составом
рудоносных
пород,
которыми
,
в
частности,
являются
интру
зивные
карбонатиты,
их
метасоматические
аналоги
или
гидротермалИТbl
.
Карбонаты
-
наименее
устойчивые
к
физическому
выветриванию
породы
-
часто
составляют
основную
часть
рудовмещающего
вещества.
Известны
при
меры
развития
на
экспонированных
карбонатитах
карстовых
форм
,
возни
кающих
в
результате
интенсивного
выщелачивания
карбонатных
пород
,
что
способствует
концентрации
на
остаточном
минеральном
веществе
рудных
минералов
.
Аналогичными
или
близкими
к
ним
свойствами
обладают
пегма
титы
нефелиновых
сиенитов
или
фенитизированные
породы
.
Т
е
и
другие
часто
являются
наиболее
продуктивными
в
отношении
рудной
минерализа
ции
и
должны
рассматриваться
как
важный
источник
россыпеобразующих
минералов
.
И
з
сказанного
понятна
повышенная
россыпеобразующая
роль
названных
циркониевых
и
редкометалльных
рудных
формаций
.
Дополни
тельно
она
будет
рассмотрена
в
разделе
,
где
приведена
минералогическая
ха
рактеристика
россыпей
.
Ниже
представлен
перечень
наиболее
распространенных
минералов
ред
кометалльной
ассоциации,
в
которых
редкоземельных
элементов
(I:TR)
со
держится
более
5%.
С
учетом
такой
нормы
мною
вьщелены
44
минерала
.
В
их
числе
присутствуют
простые
и
сложные
оксиды
(16
минералов),
силикаты
(14
минералов)
,
карбонаты
(7
минералов),
фосфаты
(7
минералов).
Следует
заметить,
что
среди
них
присутствует
некоторое
количество
минеральных
ви
дов,
возникающих
в
экзогенных
условиях
.
В
конце
формулы
каждого
мине
рала
показано
значение
константы
его
гипергенной
устойчивости
(Кгу)
.
Она
последовательно
снижается
:
у
оксидов
ее
среднее
значение
равно
1,
45
,
сили
катов
- 1,37,
карбонатов
- 1,23,
фосфатов
- 1,
18
.
Для
некоторых
минералов
этот
параметр
не
мог
быть
определен
из-за
слабой
их
изученности
.
182
Простые
и
сложные
оксиды:
1 ) торианит (Th,
U)02
- 1,8;
2)
эвксенит
(у
,
Ge
, U)(Nb,
Та
,
Yi)
2(
O,
ОН)6
- 1,54;
3)
форманит
УТаО4
- 1,53;
4)
фергусонит
YNb0
4
- 1,52;
5)
браннерит
(U,
Са,
Тh,
Y)(Ti, Fe)2
06
- 1,5;
6)
самарскит
(У,
U, Ca)(Nb,
F
е
З+)
2(
О
,
ОН)6
- 1,49;
7)
лопарит
(Се,
Na, Ca)(Ni,
Nd)Оз
- 1,46;
8)
эшинит
(Се,
Th, Ca)(Nb, Ti,
Та)
2
06
- 1,44;
9)
пирохлор
(Na, Ca)(Nb, Ti,
Та)207(ОН,
F) - ] ,34;
10)
давидит
ХУ21О28
,
X-TR, Fe
2+,
Mg,
U'
Y-Ti,
Fе
З+,
Сг,
У
- ],34;
11
)
черновит
У(ЛsО
4
)
- 1,34;
12)
тайит
(HYNd)Ti206 - ] ,32;
13)
ретциан
Mn
2[(
Nd,
Се,
Lз)ЛsО
4
(ОН)4]
- 1,22;
14)
церианит
(Се,
Th)0
2;
15)
мариньякит
TiCe2(Nb,
Та,
Ti)2
07(OHF)
-
н.
д.;
16)
латрапит
(Са,
Na, TR)(Nb,
Ti
,
Fе)О
з
-
н. д.
Силикаты:
17)
тортвейтит
(у,
SC)
2
Si
20 7 - 1,54;
18)
иттриалит
(YТh~iSi207
.
- 1,
47
;
19)
гадолинит
Y2Fe2
Be
2S
12
01O
- 1,45;
20)
таленит
Y
2
(Si
2
0
7
) -
1,
41
;
21)
ииморит
Уs(Si0
4
)
з(
ОН)
- 1,4;
22)
бритолит
(Се,
Ca)s(Si0
4
,
РО
4)з(
ОНF
)
- 1,4;
23)
эвдиалит
Na4(Ca,
Се,
Fe2+)2ZrSi60
17(
OH,
С1)
2
- 1,3
5;
24)
гелландит
(Са,
Y)6(AI
,
F
е
З+)(Si
4
В
4
О
2
0)(ОН)4
- 1,3 1;
25)
торит
Тh(Si0
4
)
- 1,3 1;
26)
томбартит
YH(Si0
4
) -
1,3;
27)
стенструпин
(Се,
lз,
Na,
MnMSi,
P)601
8(
OH) - 1,
13
;
28)
тортвейтит
(Sc, YblSi207) -
н
.
д.;
29)
роуландит
(У,
Fe,
Се)з(Si0
4
)2(F,
ОН)
.
-
н
.
д
.;
30)
иттробритолит
(Са,
y)s(P04,
Si0
4
)
з(
ОН
,
F) -
н.
д
.
31)
кордилит
32)
бастнезит
33)
паризит
34)
синхизит
35)
лантанит
36)
локкаит
37)
амбатоаринит
Карбонаты:
Ва(Се
,
LaЫСОЗ)2F2
- 1,
45
;
(Се,
Lа)[FСО
з
]
- 1
,3
1;
(Се,
La)2СаF2(СОз)з
- 1,27;
СеСаF(СО
З
)2
- 1 25;
(Lз,
Оу,
Се)2(СОз)з8Н20
- 0,87;
(у,
СаЫСОз)з2Н20
-
н.
д
.;
Sr(Ce,
La)2(СОз)зО
-
н
.
д
.
183
38)
монацит
39)
ксенотим
40)
гагаринит
41)
флоренсит
42)
черчит
43)
чухровит
44)
рабдорфан
Фосфа
т
ы
:
(Се,
La,
Nd,
Тh)[P04]
-
1,43
;
УРО4
-
1,3;
(Na,
Са
,
Y)(F, Cl)6 - 1,29;
СеАl
З
(Р207)(ОН)7
- 1,25;
УРО42Н20
- 0,98;
(Са
,
У
,
Се)з(А1,
F6)
2S0410H20 - 0
,8
5;
(Се
,
TR)(P04)0,5H20.
4.6.
Алмазоносные
формации
Широко
распространенные
представления
о
коренных
источниках
алма
зов
в
течение
длительного
времени
базировались
на
концепции,
согласно
ко
торой
россыпи
этого
минерала
возникают
только
за
счет
кимберлитов.
В
.
И.
Вернадский,
например
,
в
своем
утверждении
о
том,
что
алмазы
и
кварц,
образующиеся
в
различных
эндогенных
условиях
,
но
благодаря
своим
сходным
(?!
-
Н.
Ш
.)
физико-химическим
свойствам
в
россыпях
оказываются
вместе,
не
допускал
иных
,
чем
кимберлиты,
источников
.
Такая
ошибочная
концепция
исторически
складывалась
на
основании
того,
что
россыпи
Ин
дии,
Африки,
Якутии
действительно
в
подавляющем
большинстве
генетиче
ски
связаны
с
кимберлитами
.
Т
ем
не
менее
даже
в
традиционных
алмазоносных
районах
Африки
гео
логи
часто
сталкивались
с
тем,
что
источниками
алмазов
являются
не
класси
ческие
кимберлитовые
трубки
взрыва,
а
дайки,
которые
лишь
иногда
высту
пают
в
ВИде
их
корней
в
диатремах.
В
Китае,
например
,
многие
кимберлито
вые
тела
имеют форму
даек.
Эти
факты
вместе
с
полученными
доказательст
вами
условий
кристаллизации
алмазов,
отличающихся
от
тех,
которые
счита
лись
единственными
обеспечивающими
соответствующие
термодинамические
параметры
минералообразования
(к
ним
относили
взрывы
в
трубках),
заста
вили
многих
ученых
искать
друтие
источники
алмазов.
Ведь
до
сих
пор
никто
не
может
объяснить,
как
и
за
счет
чего
возникли
алмазоносные
россыпи,
на
пример
,
в
Бразилии
.
В
Центр
ально-Африканской
алмазоносной
провинции
некоторые
россыпи
также
не
обнаруживают
связей
с
традиционными
корен
ными
источниками,
т.
е
.
кимберлитовыми
трубками
взрыва.
Прим
ером
этого
может
служить
Заир,
где
разрабатываются
аллювиальные
россыпи
,
не
имею
щие
кимберлитовых
«коренных
источников
».
Про
должает
дискутироваться
проблема
источников
алмазов
в
месторождениях,
более
50
лет
ра
з
рабатывае
мых
в
Красновиш
ерском
районе
П
ермской
области.
Эти
месторождения
,
как
известно,
относились
к
Уральской
алмазоносной
провинции
[Кашкаров
и
др.,
1965]
,
которая
в
силу своих
геологических
особенностей
исключает
ким
берлитовую
минерагению
.
Наконец,
встреLlaJОТСЯ
находки
алмазов
в
россыпях
других
полезных
ископаемых
,
никак
не
связанных
с
кимберлитовым
магма
тизмом,
и
т.
д.
Заслуживают
,
к
примеру,
упоминания
алмазы
в
россыпях
о-ва
Тасмания
.
Они
залегают,
как
показало
мое
с
ними
знакомство
при
по
сещении
этого
острова,
в
небольших
долинах
речек,
дренирующих
довольно
184
мощный
массив
серпентинитов.
Создается
впечатление,
что
именно
он
явля
ется
ответственным
за
накопление
алмазов
в
аллювии
этих
долин,
правда,
абсолютной
уверенности
в
этом
не
осталось,
но
других
источников
алмазов
на
острове
нет,
а
их
привнос
из
отдаленных
районов
ввиду
ограниченности
островной
территории
исключается.
Не
менее
интересным
примером
может
служить
длительная
попутная
добыча
алмазов
из
платиноносньrx
россыпей
на
Аляске;
есть
основания
утверждать,
что
они
возникли
за
счет
размыва
масси
ва
ультраосновных
пород,
с
которыми
достаточно
обоснованно
связывается
платиново-металльная
минерализация
.
Н
ельзя
также
пройти
мимо
факта
из
влечения
алмазов
при
разработке
золотоносных
россыпей
Сьерра-Невады
-
типичной
золотоносной
провинции
Северо-Американского
КОНТ\1нента
.
В
литературе
имеются
упоминания
и
о
других
случаях
попутной
добычи
алма
зов
из
россыпей,
не
связанных
с
кимберлитовыми
трубками
взрыва.
Нараставш
ее
количество
противоречивых
фактов
в
истолковании
источ
ников
алмазов
в
россыпях
привело
к
расширению
исследований
по
этой
про
блеме.
Особую
роль
в
её
разрешении
сыграл
мощный
Научный
центр,
сфор
мировавшийся
в
последней
четверти
хх
столетия
в
Мирном
во
главе
с
проф
.
Н
.
Н
.
Зинчуком.
Крупномасштабные
работы,
проводившиеся
в
разных
странах,
увенчались
открытием
других
генетических
типов
коренных
место
рождений
этого
минерала.
Однако
оказалось,
что их
роль
в
россыпеобразова
нии
неодинакова:
среди
них
отчетливо
вьщеляются
россыпеобразующие
и
нероссыпеобразующие
формации
.
Если
оставить
в
стороне
несомненные
на
ходки
алмазов
в
пикритах,
базальтах,
лейцитовых
(
И
спания)
и
других
поро
дах
,
то
в
настоящее
время
в
общий
список
могут
быть
включены
следующие
коренные
источники
алмазов
в
россыпях:
кимберлитовые
трубки
взрыва
,
лам
проиты
,
кимберлитовые
д
айки
,
ультрабазиты,
метаморфиты
,
импактиты
,
ал
ма
з
оносные
конrломераты.
Алмазоносные
кимберлитовые
трубки
взрыва.
Они
общеизвестны
как
ко
ренные
источники
алмазов
подавляющего
большинства
россыпных
месторо
ждений
мира.
Кимберлитовые
трубки
имеют
главное
значение
в
образовании
алмазоносных
россыпей
и
служат
основными
промышленными
объектами,
из
которых
извлекаются
алмазы.
По
данным
А.
Д
.
Харькива
,
Н
.
Н
.
Зинчука
и
А.
и
.
Крючкова
[1998],
за
всю
историю
эксплуатации
этих
месторождений
(125
лет)
добыто
69]
т
алмазов.
В
настоящее
время
очерчивается
несколько
провинций
алмазоносных
кимберлитов,
впервые
получивших
детальную
сравнительную
характеристику
в
работах
Научного
центра
в
Мирном
.
Их
перечень
возглавляют
месторожде
ния
Африки,
и
в
частности
Южно-Африканской
Р
еспублики,
Ботсваны
,
Тан
зании,
Анголы
и
Заира
,
за
ними
~ледует
Якутская
алмазоносная
провинция,
в
которой
вьщеляются
Малоботуобинский
,
Алдано-Алакитский,
Муно
-
Тунгский
,
Анабарский
и
Среднемархинский
алмазоносные
районы.
По
-видимому,
по
своему
значению
третье
место
может
быть
отведено
Архангельской
алмазонос
ной
провинции,
затем
можно
назвать
месторождения
алмазов
Китая
и
Индии
.
В
перспективе
особое
место
занимает
Северо-Американская
платформа,
и
в
частности
К
анадский щит,
где
уже
сейчас
оконтуривается
громадная
алмазо
носная
провинция
СлеЙв
.
П
ереtIИсленные
районы
развития
алмазоносных
кимберлитов
мира
достаточно
детально
изучены
и
описаны
в
литературе,
по-
185
этому
вряд
ли
требуется
их
развернутая
характеристика
даже
в
связи
с
рас
сматриваемой
проблемой
роли
этих
месторождений
в
россыпеобразовании.
О
днако
заслуживают
внимания
сходные
в
этих
районах
структурные
ус
ловия
образования
кимберлитовых
трубок
.
Во
всех
случаях
они
приурочены
к
древним
платформам,
пережившим
длительные
амагматические
условия
раз
вития
и
относительно
кратковременную,
иногда
проявлявшуюся
импульсив
но
С
некоторыми
интервалами,
магматическую
вспышку
с
которой
и
связы
вают
образование
диатрем
и
кимберлитовых
тел.
В Африканской
алмазоносной
провинции
кимберлитовый
магматизм
проявился
в
течение
трех
этапов
:
]40, ]20
и
90
- 80
млн
лет
,
а в
Якутской
вы
деляется
пять
эпох
кимберлитового
магмообразования:
позднеордовикский
(440
млн
лет),
позднесилурийский
(408
млн
лет)
,
позднедевонский
(351
млн
лет),
пермотриасовый
(221
млн
лет)
и
позднеюрский
(150
млн
лет)
.
Форми
рование
Архангельской
алмазоносной
провинции
кимберлитового
и
связан
ного
с
ним
родственного
вулканизма
по
всем
данным
сопряжено
с
магматиз
мом
раннегерцинской
эпохи
(D
2
-
С)
.
Возраст
единственной
кимберлитовой
трубки
Маджгван
в
Индии
превосходит
миллиард
(940- 1067
млн)
лет
.
По
установившейся
традиции
и
на
основании
огромного
обобщенного
по
разным
изучавшимся
алмазоносным
провинциям
мира
материала
вьщеля
ется
два
типа
кимберлитов
:
базальтоидный
и
слюдяной
.
Однако
при
таком
разделении
не
ясны
корреляционные
связи
оксидов
Ti0
2
с
Fе
2
0
з
и
распреде
ления
К
2
О
с
минеральными
парагенезисами
кимберлитов.
В
.
Б.
Василенко
,
Н.
Н
.
Зинчук
И
л
.
г
.
Кузнецова
[1997]
отмечают,
что
количество
ильменита
в
кимберлитах
изменяется
в
зависимости
от
давления
в
магмообразующей
сис
теме,
которое
последовательно
возрастает
с
глубиной
генерации
кимберлито
вых
расплавов.
Это
же
увеличение
давления
ведет
к
росту
содержания
оксида
калия.
В
настоящее
время,
после
длительных
дискуссий
и
исследований
,
дос
таточно
удовлетворительно
разрешена
проблема
сопряженности
продуктив
ной
алмазоносности
кимберлитов
с
их
химическим
составом
.
Его
изменчи
вость
определяется
глубиной
формирующихся
магматических
расплавов
,
по
этому
,
как
утверждают
указанные
выше
исследователи,
алмазоносность
ким
берлитов
является
функцией
физико-химических
свойств
этих
магм
.
Они
в
свою
очередь
зависят
от
состава
плавящегося
субстрата
и
глубины
магмогене
рирующего
очага.
Эволюция
кимберлитового
магматизма
шла
от
более
глу
бинных
уровней
магмообразования
к
менее
глубинным
.
В
ходе
развития
про
цесса
щелочные
расплавы
уступали
место
существенно
кальций-магниевым
с
титаном;
в
этом
же
направлении
происходила
и
смена
их
продуктивности
-
от
максимальной
к
менее
богатым
алмазами
расплавам
.
.
По-видимому
,
именно
этим
обусловлены
различия
алмазоносных
ким
берлитов
в
разных
провинциях.
Так
,
в
Африканской
провинции
наблюдается
преобладание
трубок
с
повышенным
содержанием
К
2
О
,
А120
з
,
Si0
2
тогда
как
в
Якутской
-
их
больше
с
повышенным
содержанием
СаО
и
MgO.
Для
Архангельской
провинции
характерно
повышенное
содержание
Si0
2
Аl
2
О
з
и
пониженное
Тi02
,
MgO,
СаО,
К
2
О
и
Р20з.
Парагенетический
комплекс
минералов
алмазоносных
кимберлитов
включает
пиропы,
пикроильмениты
,
хромшпинелиды
,
хромдиопси
д
ы
,
цир
коны,
апатит
;
эта
ассоциация
часто
проявляет
себя
в
россыпях
как
неоспо-
186
римый
признак
наличия
кимберлитовых
источников
алмазов.
Именно
по
не
му
было
принято
решение
о
проведении
широкомасштабных
геофизических
работ
в
Архангельской
алмазоносной
провинции,
увенчавшихся
открытием
месторождений
алмазов
.
Для
кимберлитовых
месторождений
наиболее
харак
терны
октаэдро-додекаэдрические
формы
кристаллов;
их
крупность,
как
пра
вило,
обратно
пропорциональна
содержанию
алмазов
в
кимберлитах
.
Лампроитовые
коренные
ИСТОЧlfИКИ
алмазов.
Они
относятся
к
феноме
нальным
алмазоносным
объектам,
получившим
чрезвычайно
широкое
рас
пространение
на
западной
части
Австралийского
континента.
На
материке
поля
их
развития
ясно
очерчиваются
в
виде
крупных
провинций
Карнарвон
,
Западной,
Востоt/ной
И
Северной
Кимберли.
Однако
из
всех
известных
в
этих
провинциях
лампроитовых
тел
лишь
трубка
Ар
ra
ил
,
что
находится
в
Восточной
провинции,
является
промышленным
объектом
.
Из
этого
дай
КО
подобного
лампроитового
тела
извлекается
около
40%
мировой
добычи
алма
зов.
В
его
составе
принимают
участие
последовательно
внедрявшиеся
поро
ды:
песчаные
и
непесчаные
туфы
и
лампроиты
секущих
эти
туфы
даек
.
П
есчаные
туфы
-
продуктивная
фация
лампроитовой
трубки;
они
состо
ят
из
мелкообломочного
материала:
лапиллей
измененного
лампроита
и
кварца,
сцементированных
пеплами
лампроитов
.
Непесчаные
туфы
-
ком
плекс
гиалотуфов
и
гиалокластов
с
брекчией
лампроитовой
лавы,
сцементи
рованных
пеплами
лампроитов.
В
собственно
лампроитах
и
качестве
главного
породообразующего
минерала
выступает
сильно
измененный
оливин.
Весьма
примечательной
особенностью
лампроитовой
трубки
Аргаил
яв
ляется
низкое
содержание
индикаторных
минералов
по
сравнению
с
алмазо
носными
кимберли'Гами.
В
минеральных
включениях
в
алмазах
преобладает
парагенезис,
аналогичный
тому,
что
и
в
алмазах
из
кимберлитовых
тел
:
пи
роп-альмандин,
клинопироксен,
рутил,
коэсит
.
Они
принадлежат
к
экл
огито
вому
типу
минералообразования.
В
лампроитовых
месторождениях
индикатор
ные
спутники
распределяются
в
несколько
ином
ПОРЯдке
:
здесь
на
первое
ме
сто
выходят
хромшпинелиды
,
за
ними
идут
пиропы,
хромдиопсиды
и
т.
д.
Алмазы
из
лампроитов
представлены
теми
же
формами
,
что
и
в
кимбер
литах
(октаэдры,
додекаэдры).
Для
них
характерно
чрезвычайно
малое
коли
чество
ювелирных
камней
(менее
5%),
более
60%
их
относится
к
классу
мел
ких
технических
алмазов.
Россыпи
Полю
дова
кряжа,
разрабатываемые
в
Красновишерском
районе
П
ермской
области
России
,
последнее
время
стали
связывать
с
так
называе
мыми
туффизитами
выделяемыми
А.
Я
.
Рыбальченко
,
Т.
М
.
Р
ыбальченко,
П
.
И
.
Чайковс
ким, В
.
С.
Луневым,
Б
.
М
.
Осовецким
и
другими
исследовате
лями
в
коренные
источники
«
уральских»
алмазов
.
В
ходе
отработки
Кр
асно
вишерских
месторождений
установлены
индикаторы
алмазов
.
К
ним
относят
ся
пироп-альмандин,
хромшпинелиды
с
варьирующим
содержанием
СГ20з
(от
пикоита
до
хромита),
указывающие
на
оливин-хромшпинелидовый
алма
зоносный
пара
генезис
.
В
выработках
лросматриваются
дайки
туффитов,
к
сожалению,
петрологически
почти
не
изуt/енные
.
Они
выступают
то
в
виде
индивидуальных
тел
рвущих
породы
венда,
силура
,
девона,
карбона
и,
воз
можно,
более
молодые
серии,
то
в
виде
штокверков
.
Их
структурная
позиция
и
петрология
все
еще
не
изучены
,
не
исследованы
также
и
вторичные
изме-
187
нения
материнских
пород.
П
очти
все
добываемые
из
месторождения
алмазы
отличаются
повышенной
крупностью
и
высокими
ювелирными
качествами
.
Уже
имеющиеся
данные
позволяют
красновишерские
алмазы
связывать
с
лампроитовым
магматизмом
и
видеть
в
них
аналог
австралийских
лампроито
вых
трубок
и
алмазоносных
тел
.
Практически
ДЛЯ
всех
кимберлитовых
и
лампроитовых
трубок
характер
ной
является
грибовидная
форма
с
некоторыми
вариациями
размеров
кон
турного
абриса
вулканического
кратера
и
параметров
опрокинутого
конуса
,
а
также
глубины
перехода
последнего
в
подводящий
канал.
Нетрудно
понять
,
что
в
каждой
трубке
эти
изменения
являются
индивидуальными
,
так
как
оп
ределяются
динамикой
образования
диатремы
и
кимберлитовых
тел
в
разно
характерных
толщах
прорываемых
магмой
пород
.
П
оследующее
экзогенное
разрушение
кратера
и
выброшенного
кимберлитового
материала
или
даже
конуса
может
сопровождаться
или
обогащением
алмазами
туффизитов
и
формирующихся
В
кратере
отложений
,
или
их
разубоживанием
.
Эта
стадия
элювиального
россыпеобразования
нередко
трансформируется
в
аллювиаль
ную,
что
служит
началом
образования
аллювиальных
россыпей
.
П
рофиль
экзогенного
преобразования
алмазоносных
кимберлитов
зави
сит
также
от
характера
и
глубины
автометасоматических
изменений
материн
ского
кимберлитового
вещества,
к
которым
относятся
серпентинизация
,
ос
новность
или
кислотность
послемагматических
гидротерм
,
наконец,
первич
ный
минеральный
состав
кимберлитов.
Р
азумеется,
интенсивность
разрушительных
экзогенных
процессов
в
оп
ределенной
степени
также
зависит
и
от
того,
к
какому
минеральному
или
петрологическому
типу
при
надлежат
месторождения
алмазов.
Например,
обилие сульфидов
может
создавать
повышенную
кислотность
грунтовых
вод,
активно
участвующих
в
гипергенном
преобразовании
пород
кратерной
струк
туры,
как
и
материала
всей
трубки
кимберлита
или
лампроита
.
П
оскольку
рудные
тела
как
кимберлитов,
так
и
лампроитов
индивидуа
лизированы,
то
истинная
россыпеобразующая
роль
должна
устанавливаться
с
учетом
структурной
позиции
и
вещественного
состава
каждого
из
них
от
дельно.
Общими
или
региональными
могут
быть
только
тектоно-геоморфоло
гические
и
физико-географические
условия,
нормирующие
физико-химиче
ские
особенности
литогенетических
процессов
.
Впрочем,
последнее
в
равной
степени
относится
и к
другим
коренным
источникам
алмазов
россыпей
.
Кимберл
итовые
д
аЙКИ
.
Последние
встречаются
в
пределах
Африканской
алмазоносной
провинции.
Например
,
на
площади
Сефаду
кулисообразные
тела,
сложенные
кимберлитами
,
образуют
огромную
зону
,
в
которой
присут
ствуют
дайки
мощностью
до
десятков
метров,
протягивающиеся
до
1,5
км
.
В
некоторых
случаях
они
выступают
в
виде
корневых
систем
кимберлитовых
трубок,
уничтоженных
эрозионными
процессами,
и,
по-видимому
,
относятся
к
тем
же
магматическим
комплексам
.
Основные
их
особенности
повторяют
петрологические
модели
трубок
этой
провинции
,
содержат
те
же
индикатор
ные
минералы
.
В
числе
последних
значатся
пироп-альмандин
хромшпине
лиды,
пикроильменит,
перовскиты,
пироксены
,
флогопит
.
Алмазы
кимберли
товых
даек
отличаются
небольшой
крупностью
,
более
темным
цветом
,
иск
а
женными
кристаллографическими
формами
.
Содержания
колеблются
в
пре
делах
первого
карата
на
1
т
руды.
188
Алма
з
оносные
ультраба
з
иты.
ХОТЯ
они
и
представляют
собой
ре
д
кое
яв
лени
е
[П
е
рвые
находки
.
..
,
1978
;
П
ервая
нахо
д
ка
..
. , 1979],
но
имеют
принци
пиальное
значение
,
так
как
подтверждают
расчетные
параметры
ультрабази
тов
складчатых
областей
,
сопоставимые
с
мантийными
.
В
К
орякском
наго
рье
,
где
и
были
обнаружены
алмазы
,
эти
породы
относятся
к
офиолитовой
ассоциации
,
в
которую
входят
хромитоносные
массивы
дунит-гарцбургит
лерцолитового
состава,
они,
по-видимому
,
относятся
к
меланократовому
фундаменту
этой
структуры,
но
на
современном
этапе
её
развития
обнажают
ся
в
ви
д
е
серии
аллохтонных
тел
,
заключенных
в
более
молодых
породных
ассоци
а
циях
.
В
о
д
ном
из
массивов
лерцолита
был
обнаружен
алмаз
,
в
той
же
з
оне
об
л
омок
монокристалла
э
того
минерала
найден
в
гарцбургите
.
П
ри
дал
ьн
е
йших
исс
лед
ованиях
в
массивах
ультраосновных
пород
К
амчатки
(Ср
ед
инный
хреб
е
т)
также
был
найден
алма
з.
Он
находился
в
породе
,
сла
гающ
е
й
м
а
с с
ив
д
унит
-
пироксенитового
сос
тава
.
Главная
часть
массива
,
в
ко
тором
обнаружен
алмаз
,
сложена
крупнозернистыми
клинопироксенитами
.
Эти
породы
К
амчатки
характеризуются
повышенным
содержанием
магния
,
что
в
какой-то
степени
сближает
их
с
кимберлитовыми
ассоциациями
.
Р
ос
с
ыпи
алмазов
в
свя
з
и с
данными
породами
не
установлены,
но
э
то
не
означа
ет
,
ч
т
о
их
з
десь
не
было
или
рудного
вещества для
их
образования
было
не
д
ост
а
точно
.
П
ри
решении
данного
вопроса
нужно
учитывать
большую
под
вижность алма
з
ов
,
быстро
мигрирующих
от
своих
коренных
источников
при
соответствующих
физико-географических
условиях
.
В
гипербазитах
Урала
[Смирнов
,
1965]
осколки
алмаза
установлены
при
малообъемном
опробова
нии
дунитов
К
аменушинского
массива
.
С
ним
этот
и
другие
исследователи
связывают
алмазоносность
аллювиальных
отложений
некоторых
речных
сис
тем
западного
склона
хребта
.
АлмаЗОlfOсные
импактиты.
Эти
источники
были
открыты
в
60-х
гг
.
В
.
л
.
Масайтисом
и
другими
исследователями
в
северных
районах
Я
кутии
.
Их
гене
з
ис
они
свя
з
ывают
с
ударом
космического
тела
,
обусловившего
при
шоковом
д
авлении
перехо
д
твер
д
офазного
графита
в
алмаз
.
В
качестве
под
т
верждения
идеи
импактного
образования
алмазов
служит
своеобразная
мор
фология
их
зерен
,
как
будто
бы
унаследованная
от
кристаллографической
формы
графита
,
в
частности
его
гексагональная
модификация
.
П
рисутствую
щий
в
э
том
месторождении
графит
относится
к
индикаторным
минералам
.
Импактные
м
е
сторождения
не
сопровождаются
россыпями
из-за
мелких
классов
крупности
их
зерен
,
не
способных
к
концентрации
во
флювиальных
процессах
.
Другие
месторождения
э
того
типа
неизвестны
.
Алма
З
ОlIосные
ме
т
аморфиты.
О
ни
представлены
единственным
в
мире
объектом,
открытым
в
Кокчетавской
структуре
К
азахстана
А.
л
.
3аячковским
и
ю
.
л.
П
олкановым
совместно
с
другими
исследователями
(1960
г.)
.
Эти
источники
приурочены
к
кристаллическим
породам
метаморфического
ком
плекса
,
термодинамические
условия
их
образования
не
ясны,
хотя
в
качестве
спутников
установлены
пироп-альмандин,
высокобарический
пироксен.
Ал
мазы
Кокчетавской
структуры
пре
д
ставлены
кубическими
и
кубо-додекаэдри
ческими
формами;
они
необьrчны
по
размерам
:
их
главная
масса
относится
к
классу
<0,1
мм
.
1
89